авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ

Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 8 |

«ГЕОЛОГИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ Материалы II всероссийской молодежной научной конференции (15 –18 мая 2012 г., Улан-Удэ) Конференция посвящена 85-летию со дня ...»

-- [ Страница 5 ] --

Таким требованиям соответствуют, прежде всего, основные излившиеся магматические породы с содержанием оксида кремния менее 52%. К этой группе относятся имеющиеся во многих регионах РФ базальты, диабазы, порфириты, габбро, долериты и их производные, которые являются основным ком понентом шихты при производстве минеральных волокон. Колебания в химическом составе этих горных пород обычно невелики и не ограничивают их применения как в качестве однокомпонентного сырья, так и (при необходимости) с корректирующими добавками карбонатных горных пород (известняков или доломитов). В зависимости от тепловых возможностей плавильных агрегатов, а также требуемых свойств расплава и волокна, содержание корректирующей добавки колеблется от 10 до 30%.

Фракционный состав карбонатных пород должен быть несколько меньшим по сравнению с габб робазальтовым сырьем (30-70 мм для вагранок и 0-10 мм для ванных печей). Это обусловлено большей продолжительностью прогрева и декарбонизацией известняков и доломитов, а также временем, необхо димым для взаимодействия СаО и МgО с другими оксидами в расплаве при образовании силикатов и алюмосиликатов. Химический состав волокон должен быть представлен следующими оксидами:

SiO2 – 40-50 %, АI 2О3 – 5-17 %, Fe2O3 – до 16%, СаО – 10-25%, МgО – 3-15%, МnО – до 0,3%, ТiO – до 3%, R2O – до 8%.

Оксиды кремния и кальция являются непременными компонентами сырья, в то время как оксиды алюминия, магния и других металлов могут отсутствовать. Теоретически шихту и расплав оценивают по модулю кислотности МК:

SiO2+AI203/ СаО+МgО, где SiO2, AI2O3, СаО, МgО содержание соответствующих оксидов в сырье или расплаве, % по массе.

Считается, что чем выше МК, тем более устойчиво минеральное волокно к воздействию воды и влаги и, следовательно, тем более оно долговечно. Однако, рост значения МК ввиду увеличения в шихте содержания оксидов кремния и алюминия затрудняет ее плавление, повышает вязкость расплава и в ито ге приводит к снижению производительности плавильного агрегата или увеличению энергозатрат на плавление.

При решении вопроса о пригодности данного вида сырья для производства минерального волокна кроме химического состава следует учитывать его физико-механические свойства: прочность кусков, температуру плавления, плавкость, вязкость расплава при различной температуре, кристаллизационную способность и др. Шихта должна содержать не более двух компонентов. Модуль кислотности должен составлять не менее 1,5-1,8 (для базальтовых однокомпонентных шихт до 4). Температура плавления не должна превышать 1350°С, температура переработки расплава в тонкое волокно — 1320-1400°С, в су пертонкое волокно – 1420-1460°С, в непрерывное волокно – 1200-1280°С.





При оценке качества сырья немаловажным показателем является количество вредных примесей. К числу последних относится кварц, забивающий в процессе плавки фильеры. Количество свободных зе рен кварца в крошке (фракция 5-13 мм) не должно превышать 3-5%. Этот ограничитель требует оконту ривания, вычленения в процессе оценки массива кварцевых жил и зон окварцевания. Положительным фактором является присутствие небольших зон прожилковой карбонатизации.

Окончательное решение о пригодности базальтового сырья по направлениям использования при нимается после проведения лабораторно-технологических испытаний путем проведения опытной плав ки сырья.

В Забайкальском крае известны месторождения базальтов: Селендун, Илюшкин ключ, Зандинское, Билитуйского, качество сырья которых отвечает мировым стандартам.

Таким образом, базальтовые волокна имеют необычайную перспективу применения в про мышленности, строительстве, энергетике. Базальты являются исходным сырьем для производства не прерывных базальтовых волокон, диаметром элементарных волокон 6-21 микрон, длиной 10 и более км;

штапельных тонких базальтовых волокон, диаметром элементарных волокон 6-12 микрон и длиной 30 60 мм;

супертонких базальтовых волокон, диаметром элементарных волокон 1-3 микрона и длиной 50 60 мм;

базальтовой чешуи, пластинок толщиной 2-5 микрон и площадью 0.5-4 мм2. На основе базальто вых волокон производятся материалы (ткани, сетки, холсты, маты), композиционныe материалы и изде лия, которые используются для защиты различных высокотемпературных трубопроводов, печных труб, в качестве эффективной теплоизоляции, а также в качестве армирующего слоя, существенно повышаю щую несущую способность и каркасность конструкции. Они довольно удобны в раскрое и просты в ук ладке. Применение такой ткани позволяет добиться экономии за счет долговечности материала и усили вает безопасность эксплуатации промышленных объектов. Волокна из базальтовых пород обладают вы сокой природной исходной прочностью, стойкостью к воздействию агрессивных сред, долговечностью, электроизоляционными свойствами, производятся из природного сырья.

Курашев Г.Б. Базальтовое волокно – материал будущего.8 стр., http://www.com.sibpress.ru/24.09.2004/issues/67339/ .

1.

Махова М.Ф., Мищенко Е.С., Кривонос В.П. и др. Амфиболиты – однокомпонентное сырье для минеральных 2.

волокон. Разведка и охрана недр, 1989.

Минерально-сырьевая база горных пород Украины для производства волокон. Аналитический обзор. ВНИИ 3.

НТИ и ЭПСМ. Серия 6. Промышленность полимерных, мягких кровельных и теплоизоляционных строитель ных материалов, вып. 2, М., 1992.

Сентяков Б.А., Тимофеев Л.В. Технология производства теплоизоляционных материалов на основе ба 4.





зальтового волокна, 2003. 210 с.

Артеменко С.Е. Наукоемкая технология полимерных композиционных материалов, армированных ба 5.

зальтовыми, углеродными и стеклянными нитями // Пластические массы, 2003, № 2. С. 5-6.

Земцов А.Н. Базальтовая вата: история и современность. Пермь, 2003. 124 с.

6.

Производство теплоизоляционных материалов из горных пород в ОАО «Новосибирскэнерго». М.Г.Потапова и 7.

др. // Строительные материалы, 2001, № 2. С. 14.

Лесков С.П. Мини-заводы для производства базальтовых волокон // Строительные материалы, 2001, № 4. С.

8.

25.

Джигирис Д.Д. Основы производства базальтовых волокон и изделий. М.: Теплоэнергетик, 2002. 416 с.

9.

Гужавин О. В., Городецкая С. В. Получение непрерывного волокна из базальта //Волокнистые материалы из 10.

базальтов Украины. К.: Техніка, 1971. С. 45-47.

Пономарев В.Б. Супертонкое базальтовое волокно в строительстве: быть или не быть?, 7 стр., 11.

http://naftaros.ru/articles Минерально-производственный комплекс неметаллические полезных ископаемых Республики Башкортостан.

12.

Казань:Изд-во Казанского ун-та, 1999. 288 с.

ГОСТ 4640-93 «Вата минеральная. Технические условия», изд-во стандартов № 1994.

13.

Аналитический отчет «Российский рынок минеральной ваты» 2010г.

14.

ВЛИЯНИЕ ГЛОБАЛЬНЫХ И РЕГИОНАЛЬНЫХ ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА НА ДИНАМИКУ АРЕАЛА ДАУРСКОЙ ПИЩУХИ И НЕКОТОРЫХ ИНДИКАТОРНЫХ ФОРМ ПЛЕЙСТОЦЕНОВОЙ ФАУНЫ ЗАБАЙКАЛЬЯ Т.В. Кислощаева Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, tkgota@rambler.ru Даурская пищуха – обитатель сухостепных и полупустынных ландшафтов. Самые ранние находки ее фоссилий датируются концом среднего плейстоцена в Западном Забайкалье, когда полупустынные и пустынные ландшафты замещались степями различных типов в связи с постепенными изменениями па леосреды в сторону более холодных и аридных условий [5, 8]. В позднем плейстоцене даурская пищуха была широко распространена по всему Забайкалью, ее костные остатки были найдены на местонахож дениях: Тологой 3.2, 3.3, 3.4;

Каменка, Сухотино-4, Усть-Кяхта-17 и др.), а голоценовые остатки были найдены на песчаных выдувах в устье р. Селенги, неолитической стоянке Аршан-Хундуй и других ме стонахождениях [1, 2, 4, 6, 7].

Даурская пищуха была одним из доминирующих видов позднеплейстоценовой фауны региона:

Lepus timidus L., Ochotona daurica Pall., Marmota sibirica Radde, Spermophilus undulatus Pall., Myopus schisticolor Lill., Alticola sp., Lagurus lagurus Pall., Lasiopodomys brandti Radde, Microtus gregalis Pallas, M.

fortis Buchn., M. oeconomus Pall., Ellobius cf. tancrei Blas. [9]. Видовой состав фауны мелких млекопи тающих этого времени свидетельствовал о широком распространении степных ландшафтов по днищам межгорных котловин Забайкалья.

Глобальные изменения климата, происходившие в конце плейстоцена в сторону увлажнения кли мата, привели к сокращению позднеплейстоценового ареала даурской пищухи в южном направлении.

Если в позднем плейстоцене ее ареал захватывал Баргузинскую долину, то в настоящее время она не от мечена севернее Улан-Удэ. Ареал полевки Брандта Lasiopodomys brandti Radde – индикаторного вида позднеплейстоценовой фауны региона изменился еще значительнее, чем у даурской пищухи, небольшие популяции полевки сохранились лишь в юго-восточной части Восточного Забайкалья [3]. Степная пест рушка Lagurus lagurus Pall. и слепушонка Ellobius cf. tancrei Blas. являются вымершими для Забайкалья формами.

Агаджанян А.К., Ербаева М.А. Позднекайнозойские грызуны и зайцеобразные территории СССР. М.: Наука, 1.

1983. 189 с.

Алексеева Н.В. Эволюция природной среды Западного Забайкалья в позднем кайнозое (по данным фауны мел 2.

ких млекопитающих)/ отв. ред. А.Е. Додонов. Москва: ГЕОС, 2005. 141 с.

Громов И.М., Ербаева М.А. Млекопитающие фауны России и сопредельных территорий. Зайцеобразные и 3.

грызуны. СПб., 1995. 522 с.

Ербаева М.А. История антропогеновой фауны зайцеобразных и грызунов Селенгинского среднегорья. Москва:

4.

Изд-во Наука, 1970. 134 с.

Ербаева М.А. Пищухи кайнозоя (таксономия, систематика, филогения). Москва: Изд-во Наука, 1988. 224 с.

5.

Ербаева М.А., Борисова Н.Г., Хензыхенова Ф.И., Алексеева Н.В., Дамбуева И.К., Шушпанова Г.Г.. Значение 6.

мелких млекопитающих плейстоцена для реконструкции палеосреды и климата Байкальского региона: к по становке проблемы // Проблемы реконструкции палеосреды и климата природной среды голоцена и плейсто цена Сибири. - 1998. - Вып. 1. - С.158-163.

Хензыхенова Ф.И. Средне-неоплейстоцен-голоценовые мелкие млекопитающие Байкальского региона: Авто 7.

реф. на соиск. степени канд. биол. наук. Новосибирск. 2003. 25 с.

8. Erbajeva M.A., Kisloschaeva T.V., Alexeeva N.V. Modern and past distribution area of Ochotona daurica Pallas, 1776 in the Central Asia in context of global and regional events // Abstracts of the International Symposium Biodiver sity Research in Mongolia. Halle (Saale), Germany;

25-29 March 2012. 53-54 p.

9. Khenzykhenova F.I. Paleoenvironments of Paleolitic humans in the Baikal region //Quaternary International, 2008, Vol. 179. P. 53-57.

МОДЕЛИРОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ГОРНЫХ ВЫРАБОТОК И ВОССОЗДАНИЕ ИСТИННОГО ПОЛОЖЕНИЯ ТРАСС БОРОЗД В ПРОГРАММЕ MICROMINE, НА ПРИМЕРЕ СРЕДНЕ-ГОЛГОТАЙСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ.

Т.В. Кондратьева ООО «Тасеевское», Балей, Россия, kondtatavlad@inbox.ru В современном мире геоинформационных технологий невозможно обойтись без моделирования тех или иных процессов и объектов. Наличие средств создания горно-геологических моделей объектов позволяет упростить и существенно ускорить процедуры оценки исследуемого месторождения. Сово купность моделей геологической обстановки, горной технологии и баз данных обеспечивает системный подход, который охватывает все основные аспекты освоения минерально-сырьевых ресурсов и ком плексное решение задач в едином информационном пространстве горного предприятия.

Сложность строения месторождения, морфология жил, зон оруденелых вмещающих пород, а так же неравномерное распределение золота в рудных телах, сложные контура промышленного оруденения предопределили отнесение Средне - Голготайского месторождения по классификации ГКЗ СССР к группе 3а [2]. Эта группа месторождений характеризуется наличием крупных (300м) и среднего разме ра (100-300м) рудных тел с очень неравномерным распределением рудной минерализации, со сложными и прерывистыми контурами промышленного оруденения. В соответствии с особенностями геологиче ского строения, на основании инструкций, методических указаний, была выработана методика разведки Средне – Голготайского месторождения, сущность которой заключается в выявлении и оценки рудных тел поверхностными горными выработками, наклонными буровыми скважинами в стадию предвари тельной разведки и прослеживании предварительно оцененных рудных тел горными выработками тяже лого типа в комбинации с наклонными и горизонтальными колонковыми скважинами в стадию деталь ной разведки.

При данной степени сложности необходима максимальная точность в переносе информации с планшетов первичной документации на модель месторождения.

В программе Micromain существует методика оцифровки растровых изображений путем вы числения осевых линий фактических подземных выработок (рис. 1 а, 1 б) и является одной из самых эф фективных методик оцифровки растровых изображений подземных горных работ, позволяющая быстро и точно отстраивать выработки, соответствующие фактическим данным [3]. При использовании данной методики удаётся соблюдать истинные размеры выработок со всеми раздувами и пережимами.

Рис. 1. Вычисление осевой линии зигзагообразным способом (а – левый снимок) и построенный каркас (б – правый снимок).

После моделирования подземных выработок возникает потребность в воссоздании истинного по ложения трасс борозд для дальнейшего создания базы данных и реконструкции геологической ситуации месторождения.

Данные опробования всех горизонтальных горных выработок вынесены на горизонтальные планы М 1:200 [1]. Расположение трасс борозд по Средне-Голготайскому ЗРМ на планах горизонтов отличает ся от истинного. Это связано с проецированием борозд на плоскость, проходящую через кровлю выра ботки, а пробы отбирались в забоях, реже в стенках выработок и в очень редких случаях по кровле. При этом нередко происходило определенное искажение длины борозд. При пологих углах падения жил и размещении борозд в нижней части забоя, борозды оказываются спроецированными на некоторое рас стояние от стенки выработки, и визуально кажутся расположенными за ее пределами. Жила, оконтурен ная по таким бороздам, так же кажется находящейся за пределами выработки - хотя, по сути, это ее ре альное расположение в пространстве на плоскости по уровню кровли выработки.

Для реконструкции истинного положения борозд разработана специальная методика. При этом ус тановлено, что описанные искажения минимальны при углах падения жил от 85 до 90 градусов - в этом случае трассы борозд могут быть оцифрованы «как есть», без реконструкции. При углах падения жил менее 85 градусов должна применяться реконструкция [4].

Рис. 2. Пример реконструкции трасс борозд Основные условия реконструкции (рис. 2):

борозды должны располагаться так, как отражено на зарисовках забоев;

при отсутствии зарисовки забоя наклонную борозду следует оцифровывать в месте ее наиболее ве роятного и логичного расположения;

если борозда субгоризонтальна и отсутствует зарисовка забоя или иная информация о ее рас положении, то она должна быть расположена на уровне груди пробщика, т.е. в 1.5 м от подошвы вы работки;

борозды по стенкам выработок анализируются и реконструируются в соответствии с геологической ситуацией.

Выражаю особую благодарность за неоценимую помощь А.Н. Севрюгину и геологическому отделу ООО «Тасеевское».

Отчет по теме «Переоценка запасов руды и металла Средне-Голготайского золото-висмутового место 1.

рождения по состоянию на 1.I.1978г., Т. I, Балей, 1978.

Методические указания по разведке и геолого-экономической оценке месторождений золота. М. ЦНИГРИ, 2.

1974, 160 с.

Методика оцифровки растровых изображений путем вычисления осевых линий фактических подземных выра 3.

боток, Micromine.

Технологическая инструкция по воссозданию истинного положения трасс борозд при оцифровке планов гори 4.

зонтов Средне-Голготайского ЗРМ, Micromine.

ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ПИРОКСЕНОВ ИЗ БАЗИТОВЫХ ПОРОД ОШУРКОВСКОГО МАССИВА Е.И. Ласточкин, Г.С. Рипп Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, gin-buryatia07@yandex.ru Ошурковский массив, с которым связаны промышленные запасы апатита, находится в 15 км к за паду от города Улан-Удэ. Массив сложен на 70-80% габброидами, 10-15% его приходится на сиениты.

Он сечется многочисленными дайками базитов, габбропегматитов, шонкинитов, сиенитовых пегмати тов, карбонатитов. На раннем этапе образовались диопсидовое габбро, затем сформировались монцогаб бро и габбропегматиты. К наиболее поздним образованиям относятся карбонатиты, сиенитовые и гра нитные пегматиты, аплиты.

В породах базитовой серии (диопсидовое габбро, монцогаббро, лампрофиры, габбропегматиты, сиенитовые пегматиты и шонкиниты) в различных количествах присутствует пироксен. Некоторые осо бенности его петрографического и химического состава приведены в работах [1, 2, 3, 4, 5, 6, 7]. Во всех случаях он является наиболее ранним минералом. Его зерна включены в гастингсит, плагиоклаз, кали натровый полевой шпат. Они часто в разной степени превращены в агрегат амфибола, хлорита, кальци та, эпидота, скаполита.

Наибольшее количество пироксена (от 30 до 40 об.%) установлено в диопсидовом габбро, рас пространенном в южной части плутона. В них минерал часто образует идиоморфные зерна в ассоциации с гастингситом, плагиоклазом (An 37-46) (рис. 1 а), апатитом. В пироксене встречаются выделения зерен амфибола и прожилки эпидота (рис. 1 б, в). Минерал отличается от пироксенов из поздних пород более высоким содержанием глинозема (более 5 масс.% AI2O3) (табл.) и низким количеством эгиринового ми нала от 6 до 10 %.

В монцогаббро количество пироксена редко превышает (4–5 об.%), в лейкократовых встречается еще реже (1–2 об.%). Зерна его включены в гастингсит, титанит, интенсивно корродированны, разложе ны и замещены хлоритом, амфиболом, титанитом (рис. 2 а, б). Состав пироксена, как и в диопсидовом габбро, ложится в поле диопсидов (рис. 3), но с более высоким содержанием эгиринового минала 10– %.

Во всех изученных дайках лампрофиров отмечаются единичные зерна пироксена. Они имеют не правильную форму и также как в монцогаббро интенсивно замещаются амфиболом, хлоритом. По хи мическому составу он близок к пироксену из монцогаббро (табл. 1). Отличительной его особенностью является более высокая железистость и содержание эгиринового минала 10 - 19 %.

Рис. 1. Характер выделений пироксена (Prx) в диопсидовом габбро: а – зерна пироксена с амфиболом (Amf);

б – поздние выделения амфибола в пироксене;

в – прожилок эпидота (Epd) рассекающий пироксен;

г – включение пи роксена в плагиоклазе (Pl).

Рис. 2. Характер выделений пироксена (Prx) в монцогаббро: а – включение пироксена в амфиболе (Amf);

б – заме щение пироксена хлоритом (Chl).

Пироксен в габбропегматитах слагает призматические кристаллы до 10 см по удлинению. Мине рал интенсивно замещается эпидотом и скаполитом. Его химический состав соответствует салиту (табл.). Он содержит небольшое количество эгиринового минала 11-14 %. Еще более высокое содержа ние эгиринового минала 18-22 % характерно для пироксена из шонкинитов.

Сиенитовые пегматиты содержат пироксен, который, как и в габбропегматитах образует удли ненно-призматические кристаллы. Часть кристаллов ориентирована перпендикулярно контакту пегма титовой жилы с вмещающей породой. Пироксен характеризуется повышенным содержанием железа, а по соотношению главных компонентов отвечает геденбергиту (рис. 3).

Рис. 3. Диаграмма составов пироксенов из пород Ошурковского массива (ф.е.). 1 – диопсидовое габбро;

2 – монцо габбро;

3 – лампрофиры;

4 – габбропегматиты;

5 – шонкиниты;

6 – сиенитовый пегматит.

Проведенные исследования показывают, что во всех породах химический состав пироксенов сви детельствует о принадлежности их к диопсид-геденбергитовому ряду (рис. 3). В процессе образования пород от ранних к поздним устанавливается последовательное увеличение эгиринового минала. В диоп сидовом габбро, наиболее ранней породы, содержание эгиринового минала составляет 6-10 %, в шонки нитах 18-24 %, а в сиенитовых пегматитах достигает 35 %. Такое повышение эгиринового минала ло гичнее связывается с процессами фракционной кристаллизации сопровождавшейся повышением кон центрации щелочей в поздних породах. Содержание Na2O в диопсидовом габбро составляет 1 - масс.%, в монцогаббро и габбропегматитах 2 - 3,5 масс.%, в лампрофирах 3 - 4,5 масс.% и в шонкинитах более 4 масс.%. Аналогично этому от ранних пород к поздним существенно увеличивается железистость (fm) и уменьшается глиноземистость. Тренд эволюции состава минерала отчетливо фиксируется на рис.

4. Увеличение содержания трехвалентного железа в породах и соответственно в пироксенах свидетель ствует о росте фугитивности кислорода в процессе формирования пород Ошурковского массива.

Рис. 4. Эволюция состава пироксенов в породах Ошурковского месторождения от ранних пород к поздним. 1 – диопсидовое габбро;

2 – монцогаббро;

3 – лампрофиры;

4 – габбропегматиты;

5 – шонкиниты;

6 – сиенитовый пег матит. При построении диаграммы использованы также данные из [4, 5].

Таблица 1.

Составы пироксена из пород Ошурковского массива.

№ обр. Сумма SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O диопсидовое габбро 58/11 50,47 2,68 7,81 13,03 22,74 0,55 97, 59/11 49,08 3,08 9,33 12,04 22,56 0,97 97, П-5 49,20 0,7 5,1 10,01 9,63 21,48 1,2 97, П-5 49,1 0,77 4,18 9,16 10,86 22,3 1,23 97, монцогаббро П-2 53,21 1,62 7,71 13,4 22,7 1,23 99, П-3 50,02 1,32 4,46 10,07 11,61 21,38 1,48 100, П-4 50,72 0,92 4,1 9,29 13 21,42 1,51 100, О-153 50,97 1,03 4,18 9,38 11,26 20,11 1,12 98, лампрофир 56б/10 51,88 0,7 3,57 10,12 11,38 21,35 1,67 101, 56в/10 52,76 0,57 2,31 10,61 12,07 21,45 1,5 101, 61/10 51,77 0,47 2,21 11,36 10,65 20,39 2,17 99, 61а/10 52,22 2,49 11,49 10,99 20,71 1,75 100, 69/10 52,29 2,32 11,39 11,01 21,06 2,26 100, 83/10 51,77 0,58 3,1 9,97 12,04 21,81 1,33 100, габбропегматит 3а/08 51,84 0,64 2,89 9,05 12,56 22,01 1,6 100, 3б/08 52,32 0,53 2,56 9,18 13,04 21,52 1,3 100, 3г/08 53,51 1,41 8,82 12,75 22,45 1,51 100, шонкинит 8/08 53,37 0,87 10,94 11,81 21,0 1,95 99, 8а/08 53,28 0,71 12,02 10,05 21,42 3,7 101, 8б/08 53,6 0,64 10,68 11,09 20,02 2,78 98, сиенитовый пегматит 8 а/11 52,06 1,35 12,97 11,23 20,22 2,14 100, 8 б/11 52,65 1,23 16,6 8,08 17,15 4,26 100, 8 в/11 51,67 1,13 17,91 7,41 16,86 4,42 99, Примечание. FeO дано как железо общее.

Егорова Н.Н., Новикова А.Н. Петрографические особенности сиенито-диоритовых и диоритовых пород Ошур 1.

ковского месторождения апатита // Материалы по геологии и полезным ископаемым Бур. АССР. Улан-Удэ:

Бурят. кн. изд-во, 1970. С. 119-129.

Костромина Л.И. Апатитовая минерализация и генезис Ошурковского месторождения. В кн.: Проблемы агро 2.

номического сырья Сибири. Новосибирск, 1971. (Труды СНИИГИМС. Вып. 108), С. 93-101.

Кузнецова Л.Г., Василенко В.Б., Холодова Л.Д. Особенности состава породообразующих минералов Ошурков 3.

ского массива // Материалы по генетической и экспериментальной минералогии. Сб. научных трудов, Т. 11, Новосибирск, 1995. С. 81-96.

Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Посохов В.Ф. и др. Новые данные о строении и времени формирования 4.

Ошурковского массива щелочных габбро и сиенитов (Забайкалье) // Геология и геофизика, 1998, Т. 39, № 6. С.

38-52.

Литвиновский Б.А., Ярмолюк В.В., Занвилевич А.Н., Шадаев М.Г., Никифоров А.В., Посохов В.Ф. Источники 5.

и условия формирования гранитных пегматитов Ошурковского щелочно-монцонитового массива, Забайкалье // Геохимия, 2005, № 12. С. 1251-1270.

Поляков Г.В., Богнибов В.И., Кривенко А.П., Балыкин П.А. О происхождении, формах проявления и распро 6.

страненности апатитовой минерализации Ошурковского типа на юге Сибири // Геология и геофизика, 1988, № 6. С. 19-28.

Тяжелов А.Г. Петрографическое своеобразие Ошурковского апатитоносного массива // Изв. АН СССР, Сер.

7.

геол., 1986, № 7. С. 47-55.

РОГОВООБМАНКОВЫЕ ГАББРО РЕФТИНСКОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНАЯ ЗОНА СРЕДНЕГО УРАЛА) Е.В. Лобова Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург, Россия, lobova@igg.uran.ru Роговообманковые габбро являются продуктом водосодержащей базитовой магмы, характерны для зон субдукции и широко представлены на Урале. Г.Б.Ферштатер с соавторами предложил разделить их на две группы по их возрастным и генетическим характеристикам [6]. Первая группа представляет собой габбро, связанные с офиолитами и породами дунит-верлит-клинопироксенит-габбровой серией возрастом древнее 390 млн. лет. Примером могут служить габбро Платиноносного пояса Урала, а также габброиды, входящие в расслоенную серию, и ассоциированные с массивами Миндяк и Нурали. Вторая, более молодая позднедевонско-пермская группа (360 млн. лет и моложе), в которой габбро в разной сте пени связаны с гранитоидами, представлена габброидами Верхисетского, Степнинского и Челябинского массивов. Основной целью работы является определение генетической характеристики габбро рефтин ского комплекса, для чего был детально изучен его вещественный состав.

Рефтинский габбро-тоналитовый комплекс слагает основную часть Рефтинского габбро гранитоидного массива. Среди пород первой фазы внедрения преобладают роговообманковые габбро, диориты с подчинённым количеством кварцевых диоритов;

породы второй фазы представлены рогово обманковыми гранодиоритами (тоналитами), с подчинённым количеством плагиогранитов и кварцевых диоритов. Роговообманковые габбро совместно с диоритами слагают крупный блок в восточной и юго западной частях рефтинского габбро-тоналитового комплекса. Блок, расположенный в восточной части, выклинивается на север. Габбро и диориты насыщены многочисленными мелкими телами, жилами и инъекциями плагиоклазовых гранитоидов повышенной основности. Имеющиеся данные по датирова нию пород рефтинского комплекса [1, 3, 5 и др.] однозначно указывают на то, что его формирование было связано с силурийским этапом магматической активности.

Габбро рефтинского комплекса макроскопически представляют собой серые, зеленовато-серые массивные породы среднезернистой, реже мелко– и крупнозернистой гипидиоморфнозернистой струк туры. Основными породообразующими минералами являются амфибол и плагиоклаз, слагающие до 90 95 %, а также кварц, составляющий до 3-4 %. Акцессорные минералы представлены апатитом и цирко ном, рудные минералы ильменитом, магнетитом, хромитом. Вторичные минералы: актинолит, хлорит, эпидот, клиноцоизит, титанит и рутил, – как правило, присутствуют в незначительном количестве.

Габбро свежие, малоизмененные. Метаморфические преобразования выражаются в соссюритизации ядер плагиоклаза, иногда актинолитизации и хлоритизации амфибола, что приводит к появлению кли ноцоизита, приуроченного к плагиоклазу и эпидота к амфиболу. При внедрении плагиоклазовых гранодиоритов – тоналитов, габбро ороговиковываются.

При этом габбро может быть условно разделено на роговообманковое габбро, и габбро с зональным амфиболом эденит-паргаситового состава [2]. Данные габбро отличаются не только по составу амфиболов, но и по присутствующим в них рудным минералам. Так в роговообманковых габбро присутствует ильменит, тогда как в габбро с эденит-паргаситом – хромит.

Химический состав изучаемых габбро варьирует в следующих пределах (по 38 образцам): SiO 46,94-55,55 %, Al2O3 12,47-17,75 %,TiO2 0,38-2,70 %,FeOобщ 6,29-13,35 %, MnO 0,03-0,24 %, CaO 6,25 11,80 %, MgO 3,00-10,66 %, N2O 1,90-5,14 %, K2O 0,08-0,60%. Габбро преимущественно кварц нормативные от 0,04 до 11,51, иногда в них есть расчётный оливин (0,61-7,81), а в некоторых нормативный нефелин (0,24-2,93).

Тренды распределения РЗЭ близки к N-MORB, хотя и с чуть более низкими содержаниями РЗЭ, (La/Lu)N = 0,4-1,9 (рис. 1 А). Геохимические особенности пород, такие как положительные аномалии по крупноионным литофильным элементам (LILE) – K, Ba и Sr и отрицательные – Rb Th и высокозарядных элементов (HFSE) – Nb, Ta, Zr и Ti (рис. 1 Б.) указывают на их связь с субдукционными процессами [7].

На диаграмме Е.Д. Муллена (рис. 2 А), а также Дж. Пирса и Дж. Канна (рис. 2 Б) фигуративные точки изучаемых габбро преимущественно тяготеют к полю толеитов островных дуг.

Рис. 1. Распределение редких и редкоземельных элементов в габбро рефтинского комплекса нормированное на хондрит (А) [13] и примитивную мантию (Б) [13]).

Рис. 2. Дискриминационные диаграммы MnO-TiO2-P2O5 [10] и Zr-Y-Ti [12] для габбро рефтинского комплекса.

Поля на диаграммах: CAB – известково-щелочные базальты, IAT – толеиты островных дуг, MORB – базальты сре динно-океанических хребтов, OIA – андезиты океанических островов, OIT – толеиты океанических островов;

A – толеиты островных дуг, B – базальты срединно-океанических хребтов, островодужные толеиты и известково щелочные базальты, C – известково-щелочные базальты, D – внутриплитные базальты.

Согласно Г.Б.Фершатеру с соавторами [6] низкое (La/Lu)N отношение, а также более низкие содержания большинства редких и редкоземельных элементов, возраст и их связь с офиолитами, позволяют отнести габбро рефтинского комплекса к габброидам первой группы.

Кроме того, по существующему ряду геотермобарометров были рассчитаны РТ-параметры обра зования габбро. Температура была определена по геотермометру М. Оттена [11], а давление по геобаро метрам, основанным на содержании Al2O3 в амфиболе [8, 9]. Также были оценены параметры давления по плагиоклаз-роговообманковому барометру [4].

Роговообманковые габбро, состоящие главным образом из основного плагиоклаза и роговой об манки, сформировались при следующих РТ-параметрах. По содержанию глинозёма давление для цен тральных частей зёрен составило 2,9-3,8 кбар при температуре 694-821С, а для краевых 0,2-1,7 кбар, при 595-637С. По сосуществующим амфиболу и плагиоклазу давление составило 1,6-2,8 кбар для цен тральных частей зёрен и от 0,6 до 1,2 для краевых, что хорошо согласуется с данными, полученными по содержанию глинозёма в амфиболах.

Проведённые ранее исследования состава амфиболов из габбро с амфиболом эденит-парга ситового состава [2] установили значительно более высокие параметры их образования. Температура составила 920-990С при давлении 5,4-6,4 кбар для центральной части зёрен, и 775-800С и 4,8-5,3 кбар для краевых частей, соответственно. Зональность амфиболов и плагиоклазов затрудняет оценку давле ния. Присутствующие в виде включений в плагиоклазе и амфиболе зёрна хромита, позволяют примерно оценить давление. Амфибол эденитового состава (Al/Si = 0,33) сосуществует с лабрадором (An54 Al/Si = 0,64). Эти параметры амфибола и плагиоклаза отвечают давлению около 4,5 кбар, что довольно близко к значениям, полученным по глинозёму в амфиболах.

Таким образом, рассчитанные при помощи различных геотермобарометров параметры тем пературы и давления, однозначно, указывают на то, что наиболее глубинными являются габбро с амфи болом эденит-паргаситового состава.

Согласно проведённым исследованиям роговообманковые габбро рефтинского комплекса отно сятся к досреднедевонским габбро связанным с офиолитами и субдукционными процессами, начали формироваться при абиссальных условиях на глубине около 20 км. И их формирование было связано с силурийским этапом магматической активности, который широко проявился в пределах Восточной зоны Среднего Урала.

Краснобаев А.А., Беа Ф., Ферштатер Г.Б., Монтеро П. Возраст, морфология, геохимические особенности цир 1.

конов из базитов Урала (офиолиты и Платиноносный пояс) и ассоциированных с ними пород // Геология и ме таллогения ультрамафит-мафитовых и гранитоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей. Мате риалы международной научной конференции «X чтения А.Н.Заварицкого». Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2004. С. 211-216.

Лобова Е.В., Смирнов В.Н. Титанистые амфиболы эденит-паргаситового состава из роговообманковых габбро 2.

рефтинского комплекса (Восточная зона Среднего Урала) // Двенадцатые всероссийские научные чтения памя ти ильменского минералога В.О. Полякова. Миасс. ИМин УрО РАН, 2011. С. 63-67.

Смирнов В.Н., Иванов К.С., Лобова Е.В. Результаты U-Pb-датирования (SHRIMP-II) рефтинского габбро 3.

тоналитового комплекса (Восточная зона Среднего Урала) // Ежегодник – 2009, Тр. ИГГ УрО РАН, вып. 157, Екатеринбург, 2010. С. 292-296.

Ферштатер Г.Б. Эмпирический плагиоклаз-роговообманковый барометр // Геохимия, № 3, 1990. С. 328-335.

4.

Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П., Краснобаев А.А., Бородина Н.С., Холоднов В.В. Эволюция палеозойского 5.

интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала // Литосфера, 2005, № 3. С. 57-72.

Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П., Скэрроу Дж. Роговообманковые габбро Урала: типизация, геохимические 6.

особенности и петрогенезис // Геохимия, 2004, № 7. С. 707-728.

7. Davidson J. P. Crustal contamination versus subduction zone enrichment: examples from the Lesser Antilles and im plications for mantle source compositions of island arc volcanic rocks //Geochim. Cosmochim. Acta, 1987, V. 51. P.

2185-2198.

8. Hammastrom J.M., Zen E. Aluminium in hornblende: an empirical igneous geobarometer // American Mineralogist, 1986, V 71. P. 1297-1313.

9. Hollister L.S., Grisson G.C., Peters E.K., Stowell H.H., Sisson V.B. Confirmation of the empirical correlation of Al in horblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons // American Mineralogist, 1987, V 72. P. 231-239.

10. Mullen E. D. MnO-TiO2-P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its impli cations for petrogenesis // Earth. Planet. Sci.Lett., 1983, V. 62. P. 53-62.

11. Otten M. T. The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites // Contributions to Mineralogy and Petrology, 1984, V. 86. P. 189-199.

12. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth Planet.

Sci. Lett., 1973, V. 19. P. 290-300.

13. Sun. S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the oceanic basalts (Saunders A.D., Norry M.J. Eds) // Geol. Soc. Spec. Publ., 1989, № 42. P. 313-345.

ОСОБЕННОСТИ ДИАГЕНЕТИЧЕСКОГО ИЗМЕНЕНИЯ СОСТАВА ПОРОВЫХ ВОД В ГОЛО ЦЕНОВОМ РАЗРЕЗЕ ОСАДКОВ ОЗ. ДУХОВОЕ (ЮЖНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ) Е.А. Мальцев, В.А. Бобров, Г.А. Леонова, А.А. Богуш, С.К. Кривоногов Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия, ospeshev@gmail.com Процессы раннего диагенеза донных осадков приводят к трансформации гидрокарбонатных каль циевых озерных вод в гидрокарбонатно-сульфатные и сульфатные воды, причем с глубиной увеличива ется минерализация поровых вод и меняется соотношение между ионами [3, 7, 8]. Авторами данной ра боты исследованы особенности изменения химического состава поровых вод по глубине голоценового разреза осадков озера Духовое, расположенного на восточном борту Байкальской впадины (53? 18' с.ш., 108? 53' в.д.). Озеро неглубокое (~ 2.8 м), длина его – 2500 м, ширина – 1600 м, берега заиленные и за росшие макрофитами, вокруг растет густой лес из кедра, пихты, сосны, ели и лиственницы. Непрерыв ная колонка донных осадков (диаметр – 7.5 см, длина ~ 700 см) поднята методом ударного бурения из центральной части оз. Духовое в июле 2008 г. Отжим поровых вод осуществляли из 10-см слоев керна осадков по методике, подробно изложенной в работе [6]. На рис. 1 представлены диаграммы долевого распределения главных ионов (в моль-эквивалентах) в озерной воде и поровом растворе из отдельных горизонтов керна. Поверхностные озерные воды по классификации О.А. Алекина [1] отнесены к гидро карбонатному кальциевому классу, поровые воды по всей глубине керна осадков – к сульфатным каль циевым (и/или магниевым) и лишь на горизонте 409–459 см к гидрокарбонатным кальциевым. Минера лизация озерных вод в момент отбора (июль 2008 г.) не превышала 88 мг/л, поровых вод – варьировала в широких пределах (450–3400 мг/л) и в целом увеличивалась с глубиной.

Рис. 1. Долевое распределение главных ионов (в моль-эквивалентах) в поверхностных и поровых водах оз. Духовое.

Исследован микроэлементный состав поверхностной и поровой воды оз. Духового и построены концентрационные профили распределения большого количества химических элементов в поровых во дах по глубине керна осадка, детальный анализ которых приведен в работе [6]. Во всех 10-см слоях са пропеля, из которых были отжаты поровые воды, определены содержания 23-х химических элементов методом атомно-абсорбционной спектрометрии и сгруппированы в две выборки: 16 образцов органо генного осадка (сапропель) и 31 – песчано-глинистого осадка. Внутри каждой выборки были получены средние значения элементов и их вариабельность (в %).

Проведено сравнение химического состава органогенного осадка (среднее по 16 образцам) и пес чано-глинистого осадка (среднее по 31 образцу) оз. Духовое с кларковыми концентрациями глинистого сланца [9] с предварительным нормированием по алюминию, как наименее подвижному элементу в сис теме «озерная вода-осадок», согласно выражению [10]:

EF = (xi/x Al)образец / (xi/ x Al)глин. сланец, где, xi образец – содержание i-го химического элемента в объекте исследования;

xAl – содержание алюми ния в объекте исследования;

xi глин. сланец – содержание химического элемента в глинистом сланце;

x Al глин.

сланец – содержание алюминия в глинистом сланце.

Средние значения концентраций химических элементов в сухом веществе органогенного осадка (слой керна 1–167 см) близки к таковым этих элементов в глинистом сланце (рис. 2) с небольшим обо гащением медью (EF = 2.8), цинком (4.0), железом (2.4), кальцием (1.8), более значимым – сурьмой (4.1) и ртутью (12.8) и дефицитом лития и калия (EF=0.5). Для песчано-глинистого осадка (слой керна 167– 574 см) можно отметить дефицит лития и бериллия (EF=0.5) и мышьяка (EF=0.2) и, в целом, большую близость концентраций всей группы химических элементов с глинистым сланцем. Вариабельность зна чений коэффициентов обогащения (EF) по большинству химических элементов в выборках не превыша ет 10–20 % и лишь для Cu, Zn, Na, Sb, Hg она составляет 30–40%. Обогащение органогенного осадка же лезом, медью, сурьмой и ртутью можно объяснить унаследованием этих элементов из оседающего на дно озера отмирающего фитопланктона – основного продуцента автохтонного органического вещества в озере [5].

Коэффициенты обогащения EF 10. 1. 0. Li Be Al Na Mg K Ca Ti V Cr Mn Fe Ni Co Cu Zn As Sr Cd Sb Ba Hg Pb Рис. 2. Коэффициенты обогащения (EF) в органогенном осадке (1) и песчано-глинистом осадке (2) оз. Духовое.

Нормирование проведено по Al и кларкам глинистых сланцев.

Сопоставление концентраций химических элементов в поровой воде с концентрациями хи мических элементов в осадке (твердая фаза) проведено в 9 интервалах керна осадка по значениям рН в поровой воде этих интервалов. Выбраны следующие 9 интервалов: 1) 0–167 см (15 образцов), 2) 167– см (3 образца);

3) 207–227 см (2 образца);

4) 227–247 см (2 образца);

5) 247–325 см (8 образцов);

6) 325– 378 см (6 образцов);

7) 378–391 см (1 образец);

8) 391–459 см (2 образца);

9) 459–574 см (3 образца).

Значения рН в выбранных 9 интервалах керна меняются следующим образом (рис. 3, А, Б): в интервале органогенных осадков (0–167 см) рН поровых вод слабокислый – 6.5, затем постепенно понижается до кислого значения (4–5) в интервале керна 167–325 см, а ниже горизонта 325 см рН увеличивается до слабощелочных значений 7.6–9.

Подвижность химических элементов, ответственную за их концентрацию в поровой воде, выявля ли путем сравнения с концентрациями в твердой фазе осадка. Подвижность химического элемента в водном растворе очень условно характеризовали «коэффициентом подвижности» (Кр), рассчитанным как отношение концентрации растворенной формы элемента к его концентрации в твердой фазе (оса док):

Кр = Сi вода / Сi осадок где, Кр – «коэффициент подвижности»;

Сi вода – содержание i-го химического элемента в воде (мг/л);

Ci твердая фаза – содержание i-го химического элемента в твердой фазе (мг/кг).

Для удобства восприятия масштаба значений Кр при графических построениях этот показатель умножили на 10000 и обозначили как H = Кр ? H = Сi вода / Сi осадок ? где Н – «коэффициентом подвижности» (отн.ед.).

Согласно графикам (рис. 3, А и Б), построенных для 15 элементов, наибольшей подвижностью об ладают Ca, Mn и Cd, для которых коэффициент подвижности (H) достигает 700 (Ca), 885 (Mn) и (Cd). По ориентировочным оценкам вклад Ca достигает 1.3 % в поровой воде по отношению к валовому содержанию его в осадке и 0.5 % для Mn и Cd соответственно, и как минимум на порядок ниже для всех остальных элементов. Очень низкий (на уровне сотых процента) вклад Li, Al, Pb и особенно Fe. Почти на два порядка падает коэффициент подвижности (H) таких элементов, как Co, Cd, Mn и Ni в слое осад ка 325–391 см, где рН достигает максимального значения (рН=9). На один десятичный порядок падают коэффициенты подвижности (H) следующих элементов: Ca, Mg Li Zn в тех же горизонтах осадка (325– 391 см) с рН=9. Практически не зависит от значений рН поведение щелочных элементов: Na и K, ще лочноземельного Ва. Особое внимание привлекает очень низкое участие железа в поровой воде на фоне высокой активности марганца (рис. 3Б).

Н рН 1000.00 10 Li Na 100.00 7 Mg 10.00 K Ca 1.00 3 Ba 0.10 Al 0.01 0 рН 0– 167– 207– 227– 247– 325– 378– 391– 459– А см Н рН Mn 1000.00 Fe 100.00 8 Ni Co 10.00 5 Cu 1.00 Zn 0.10 2 Cd Pb 0.01 рН 0– 167– 207– 227– 247– 325– 378– 391– 459– Б см Рис. 3. Распределение коэффициентов подвижности (Н) по интервалам осадка с различным рН в поровой воде: A – для Li, Na, Mg, R, Ca, Ba, Al;

Б – для Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Cd, Pb.

Предполагая постоянство химического (ионного) состава озерной воды во временном диапазоне формирования изучаемого 7-метрового голоценового разреза донного осадка оз. Духовое, следует отме тить, что в процессе диагенеза проявляются изменения ионного состава поровой воды: снижение доле вого участия гидрокарбонат-аниона (HCO3-) до 3–11 %, повышение хлор-аниона до 17 %, резкое увели чение сульфат-аниона до 23–35 %. Высокие концентрации сульфат-ионов в поровых водах по глубине керна, с одной стороны, связаны с микробиологической деструкцией органического вещества верхнего интервала осадков (1–167 см) [4], с другой стороны – выщелачиванием их из твердой фазы глинисто песчаного осадка (интервал керна 167–574 см). Очень низкие концентрации железа в поровых водах (0.05–0.86 мг/л) вероятно можно объяснить его расходованием на образование сульфидов железа (пири та), а также вивианита. Присутствие аутигенных минералов пирита и особенно резкое увеличение их с глубины 2 м подтверждают данные, полученные на сканирующем электронном микроскопе [2].

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты 11-05-00655 и №11-05-12038-офи м-2011).

Алекин О.А. Общая гидрохимия. Л.: Гидрометеоиздат, 1948. 207 с.

1.

Богуш А.А., Леонова Г.А., Бобров В.А., Кузьмина А.Е., Кривоногов С.К., Аношин Г.Н., Тихова В.Д. Особен 2.

ности биоминералообразования в торфах и сапропелях Байкальского региона: Матер. XIX-ой Междунар. науч.

конф. (Школы) по морской геологии. М.: Геос, 2011, Т. IV. С. 19-22.

Гранина Л.З. Ранний диагенез донных осадков озера Байкал. Новосибирск: Академическое издательство 3.

«Гео», 2008, 156 с.

Кондратьева Л.М., Леонова Г.А., Богуш А.А., Морозова О.Ю., Бобров В.А., Андреева Д.В., Шунькова Н.Н.

4.

Биогеохимическая активность микроорганизмов из сапропеля оз. Духовое на ранних этапах диагенеза // Эко логия и геохимическая деятельность микроорганизмов экстремальных местообитаний: Матер. междунар.

конф. Улан-Удэ: Изд-во Бурятского университета, 2011. С. 110-112.

5. Леонова Г.А., Бобров В.А., Лазарева Е.В., Богуш А.А., Кривоногов С.К. Биогенный вклад микроэлементов в органическое вещество современных озерных сапропелей (на примере оз. Кирек) // Литология и полезные ис копаемые, 2011, № 2. С. 115-131.

6. Мальцев А.Е., Леонова Г.А., Богуш А.А., Бобров В.А. Особенности химического состава поровых вод из керна донных отложений оз. Духовое (Южное Прибайкалье): Матер. XIX-ой Междунар. науч. конф. (Школы) по морской геологии. М.: Геос, 2011, Т. IV. С. 101- 7. Мизандронцев И.Б. К геохимии поровых растворов // Динамика байкальской впадины. Новосибирск: Наука.

Сиб. отд-ние, 1975. С. 203-230.

8. Погодаева Т.В., Земская Т.И., Голобокова Л.П., Хлыстов О.М., Минами Х., Сакагами Х. Особенности химиче ского состава поровых вод донных отложений различных районов озера Байкал // Геология и геофизика, 2007, Т. 48. № 11. С. 1144–1160.

9. Li Yuan-hui. Distribution patterns of the elements in the ocean: A synthesis // Geochim. et. Cosmochim. Acta. 1991.

V. 55. P. 3223-3240.

10. Shotyk W., Cheburkin A.K., Appleby P.G. et al. Two thousand years of atmospheric arsenic, antimony and lead depo sition in an ombrotrophic bog profile, Jura Mountains, Switzerland // Earth and Planetary Scien. Letter, 1966, V. 145.

P. 1-7.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ПОРОД И РУД УДОКАНСКОГО МЕДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ С.Е. Мезенцев, М.В. Яхно Иркутский Государственный технический университет, Иркутск, Россия istu.edu.ru, sergmezenc@mail.ru, ymar@istu.edu Удоканское месторождение меди расположено в зоне южного обрамления Сибирской платформы.

В геологическом отношении данный район представлен мощной толщей террегенно-осадочных пород нижнего протерозоя. На территории так же широко развиты разные по составу и возрасту интрузивные образования. Главным структурным элементом является крупный синклинорий, вытянутый в субширот ном направлении. Эта структура осложнена многочисленными разноорриентироваными разрывными нарушениями [1].

В структурном отношении рудное поле представляет собой брахисинклиналь, сложенную осадоч но- метаморфическими породами, относящимися к сакуканской и намингинской свитам нижнего проте розоя [2].

Сакуканская свита представлена двумя подсвитами - средней и верхней.

Средняя сакуканская подсвита сложена преимущественно метаморфизованными серыми средне- и мелкозернистыми косослоистыми и грубослоистыми полевошпатово-кварцевыми и кварце выми песчаниками с кварцево-серицитовым и кварцево-кальцит-серицитовым цементом, песчаниками, обогащенными мартитом.

Верхняя сакуканская подсвита залегает согласно на породах средней подсвиты. Она подразделя ется на три толщи: нижнюю среднюю и верхнюю.

Верхняя и нижняя толщи имеют одинаковый литологический состав и представлены серыми мелкозернистыми полевошпатово-кварцевыми и кварцевыми известковистыми песчаниками с тонкой косой слоистостью с прослоями и линзами алевролитов и аргиллитов.

Средняя рудоносная толща включает все меденосные горизонты Удоканского месторо ждения. Она сложена пачками содержащих медную минерализацию ритмично перемежающихся мета морфизованных серых мелкозернистых полевошпатово-кварцевых песчаников, известковистых и кварцитовидных, мелко- и среднезернистых песчаников (рис 1).

Из рудных тел с различной глубины были отобраны образцы пород и руд. Точки отбора проб рас полагались по флангам и в центре участка западный. Исследование проводилось под микроскопом (Olympus) в проходящем и отраженном свете. В результате этих исследований были определены вме щающие породы, их минеральный состав, структуры и текстуры руд, а так же взаимоотношения рудных минералов.

Рис. 1. Прозрачный шлиф 10Х10. Квац-корбонатный песчаник Для изучения рудных минералов данного месторождения из рудных тел была отобрана коллекция образцов, из которой были подготовлены полированные шлифы. В процессе изучения этих шлифов бы ли выделены два типа руд. Предшественниками они определены как сульфидные и окисленные. Наибо лее богатыми являются сульфидные руды, они представлены такими минералами, как борнит, халько зин, халькопирит и ковеллин. Среди окисленных руд выделяются следующие минералы: брошантит, антлерит.

Ниже приводится характеристика главных рудных минералов.

Рис. 2. Аншлиф 10Х4.7 борнит-халькозиновая руда Борнит(Cu5FeS4) - наиболее часто встречающийся среди сульфидных минералов, до 50% в поли рованном шлифе. Этот минерал представлен гипидиаморфными зернами до 1го см., розоватого цвета (на свежей полированной поверхности). Зачастую располагается в кварцевых жилах, образуя гнезда или жилки, реже в пористых породах - в виде вкраплений и нашлепок(Рис.2).

Халькозин (CuS2). В аншлифах до 20%, представлен зернами неправильной формы, синего цвета, размерами от первых миллиметров до 0.5 см. В аншлифах наблюдаются структуры замещения борнита халькозином.

Ковеллин (CuS2). Представлен зернами аллотриаморфной формы, размерами от первых милли метров до первых сантиметров, в аншлифаш до 20%. Образует структуры замещения халькозина (рис.3).

Халькопирит (CuFeS2). Этот минерал встречается в виде зерен аллотриоморфной формы. Размеры зерен различны, до первых см., в аншлифе содержится до 50%. Халькопирит часто замещается халько зином и борнитом (см. рис.3), образуя структуры остатков от замещения, разъедания и пересечения.

Пирит (FeSO4) из всех перечисленных минералов наиболее редко встречаемый. Представлен вкрапленниками до 3мм. В аншлифе окала 5%.

Все сульфидные минералы описанные выше, располагаются в кварцевых жилах, образуя прожил ковые, вкрапленные, прожилково-вкрапленные, и гнездовые структуры.

Во всех минералах, кроме пирита, наблюдаются структуры замещения. По их взаимоотношению можно установить следующую последовательность образования: Халькопирит – борнит – халькозин ковеллин.

Рис. 3. Аншлиф 10х4.7 халькопирит и ковеллин в кварце.

Рис. 4. Аншлиф х2 брошантит и антлерит по трещине в кварцевой жиле Так же по мимо рудных минералов в кварцевых жилах встречаются галенит и сфалерит в виде вы тянутых разноориентированых зерен, так же кварцевые жилы сопровождаются эпидотом.

Брошантит и антлерит (Cu4SO4(OH)6 - трудно диагностируемые под микроскопом и тяжело раз личимые между собой. Эти минералы развиты по всей территории в зонах интенсивно трещиноватых пород. Они залечивают трещины или выступают в виде корочек, налетов и примазок. Характерная осо бенность ярко зеленый, или синеватый цвет. В отличии от корбанатов меди не реагируют с НCL (рис.4).

Редко встречается халькантит. Полупрозрачный минерал синего цвета, выполняет трещины и по лости.

Таким образом, на основании проведенных наблюдений можно сделать ряд выводов:

1. Все вмещающие песчаники состоят из кварца полевого шпата, реже появляется слюда, сце ментированные либо корбонатным цементом, либо кварцевым.

2. Рудные минералы делятся на сульфидные и окисленные, наиболее богатые из которых являются сульфидные, а окисленные имеют большее распрастронение.

3. Сульфидные минералы представлены: халькопиритом, борнитом, халькозином и ковеллином. По количеству в аншлифах больше борнита реже халькопирита, халькозина и ковеллина до 20%. Также установлена последовательность образования этих минералов: Халькопирит – борнит – халькозин – ковеллин. Окисленные руды представлены брошантитом и антлеритом, реже хальконтитом.

4. Рудные минералы выполняют трещины, окисленные руды располагаются чаще в послойных трещи нах образую рудную пропитку, корочки и налеты. Сульфидные же руды чаще располагаются в се кущих трещинах, в кварцевых жилах образуя прожилково-вкрапленные и гнездовые структуры.

По минеральному составу, по структурам и текстурам и по минеральным ассоциациям можно го ворить что это гидротермальная проработка вмещающих пород. Также называемые на сегодняшний день окисленные руды, могут вовсе не являться такими, а выступать как первичные рудные минералы.

Наркелюн «Удоканское медное и Катугинское редкометальное месторождения Читинской области», 2004.

1.

Кренделев «Окисленные руды Удокана», 1987.

2.

ГИС КАК СУДОВАЯ ЭЛЕКТРОННО-КАРТОГРАФИЧЕСКАЯ СИСТЕМА В.А.Мельников, А.В.Паршин Институт геохимии им А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия, inc-r@mail.ru, sarhin@rambler.ru До недавнего времени установка электронных навигационных систем на суда не носила обяза тельный характер, поэтому большинство владельцев судов не приобретали сертифицированные элек тронно-картографические системы. В настоящее время, с принятием в 2009 г. Международной Морской Организацией резолюции MSC.232(82), процесс внедрения таких систем приобрел системный характер.

Для Российских речных судов и судов смешанного плавания были введены обязательные требования – не позднее даты первого освидетельствования органом классификации после 1 января 2011 года пасса жирские суда и суда, перевозящие опасные грузы должны оснащаться СОЭНКИ (юридический эквива лент бумажных навигационных карт для судов Речного Регистра). Остальные суда, в зависимости от размеров и вместимости судна – ЭКС (электронная картографическая систем) классов «А» или «B». В связи с этим, вопросы оснащения судов подходящими по классу электронными навигационными систе мами в настоящий момент являются весьма актуальными.

Наиболее распространенными на акватории озера Байкал, являются суда, которые могут быть оха рактеризованы как круизные катера и моторные яхты. Наиболее многочисленным базовым судном для постройки круизных катеров является стандартный катер проекта № Р-376У «Ярославец», класс Речного Регистра «О» (озёрный), разработанный в 1955-57 гг. В настоящее время на акватории озера Байкал экс плуатируются более 50 модифицированных теплоходов «Ярославец», имеющих официальную регистра цию. Моторные яхты зачастую построены по оригинальным проектам и представляют собой цельноме таллические суда океанского класса, способные выдерживать двухметровую волну и порывы ветра до м/с. Кроме яхт и катеров, используется большое количество маломерных судов: моторных лодок, кате ров типа «Амур». В целом, рассматриваемую группу судов, в соответствии с нормативными документа ми Российского Речного Регистра, следует определить как «прогулочное судно». Наряду с общими для этого класса характеристиками (длиной менее 25 м, с количеством людей на борту не более 12 человек и т.д.), необходимо отметить особенность, характерную как для маломерных судов, так и для большинства производных от «Ярославцев», а именно, довольно тесные рубки. Данный фактор предъявляет дополни тельные требования к размерам и эргономике применяемых навигационных решений.

В настоящее время, в качестве навигационных средств на Байкальских судах часто используются портативные программно-аппаратные морские картплоттеры типа Garmin GPSMAP 276C, поддержи вающие возможность загрузки дополнительных морских карт. В качестве достоинств подобных реше ний можно отметить относительно доступную цену (порядка 30 т.р.), малые габариты и вес, устойчи вость к различным внешним воздействиям по классу IPX7. Однако, в связи с небольшими размеры экра на, такие картплоттеры не соответствуют требованиям к современным электронно-картографическим системам судов Речного регистра. К объективным недостаткам также можно отнести зависимость от карт определенного производителя и необходимость заказа обновлений для поддержания географиче ской информации в актуальном состоянии. При этом высокие цены и большой объем занимаемого про странства не позволяют использовать на судах прогулочного класса сертифицированные системы ЭК НИС/СОЭНКИ.

В такой ситуации, разумным компромиссом между портативными картплоттерами и серти фицированными системами являются системы класса ЭКС. В соответствии со стандартом IEC-62376, на судах малых классов такие решения могут быть использованы в качестве основного средства ведения исполнительной прокладки и без карт с регулярной корректурой. Создание недорогих компактных нави гационных систем, устойчивых к внешним воздействиям, с простым пользовательским интерфейсом в настоящее время является актуальной задачей.

Аппаратная часть навигационной ГИС реализована на базе защищенного планшетного ноутбука типа Hammerhead XRT800 (стоимостью в районе 8-18 т.р.). Подобные ПК создавались специально для работы в экстремальных условиях (устойчивы к сильным вибрациям и тряскам, защищены от пыли и влаги, имеют большой сенсорный экран с возможностью развернуть на 180 и оперативную замену вы шедших из строя компонентов). В качестве пользовательского интерфейса в создаваемой навигационной системы используется кросс-платформенное программное приложение Quantum GIS, это географическая информационная система с дружественным пользовательским интерфейсом и открытым исходным ко дом. Приложение распространяется на условиях лицензии GNU (General Public License). В программе осуществляется управление навигационной базы данных, возможность экспортировать имеющиеся дан ные в навигационную ГИС, добавлять или изменять уже существующие навигационные данные внутри БД в режиме реального времени. Программа была дополненная необходимыми плагинами для подклю чения GPS-ресивера и реализации необходимых функций обеспечения судовождения. В качестве поль зовательского интерфейса в навигационной ГИС может быть использовано любое другое открытое ГИС приложение, которое поддерживает подключение GPS-ресивера.

При создании электронных карт использовались открытые бесплатные источники про странственных данных. Поскольку недостоверная навигационная информация ведет к повышению рис ков судовождения, в качестве базовых слоев применялись официальные карты и материалы: штурман ская карта оз. Байкал 1991 г, лоция Иркутского водохранилища, Атлас озера Байкал 2001г, WMS-слои карт Генштаба. Для удобства восприятия пространственной информации, помимо векторных слоев на вигационных объектов, используется ряд растровых подложек – от данных ДЗЗ Landsat ETM+, до карт Bingmaps. Сравнительное тестирование созданной ЭКС и нескольких проприетарных систем показало высокое качество картографических материалов, созданных на основе открытых источников географи ческих данных.

На основании выше сказанного особенностью навигационной ГИС является то, что система обес печивает:

Свободный доступ ко всем используемым пространственным и навигационным данным;

Свободное распространение используемых пространственных и навигационных данных и самой системы в целом;

Не требует приобретений у поставщиков на коммерческой или другой основе географических данных или необходимость ждать, когда географические данные станут доступны в свободной форме.

Поскольку ГИС имеет широкие возможности по импорту и редактированию данных, пользователь может дополнять имеющуюся пространственную информацию более актуальной. В БД может быть вне сена батиметрическая информация, получаемая с эхолота, данные о рельефе дна озера и об опасных объектах, благодаря чему, со временем база данных становится все более и более точной. Таким обра зом, можно назвать созданную систему «самосовершенствовующейся».

Навигационная система позволяет решать различные задачи судовождения, а также обеспечивает сбор, хранение, анализ и изменение пространственных данных в реальном времени и поддерживает им порт данных различных форматов.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ №11-05-00084а Фадеев В.А. Современные судовые навигационные электронные картографические системы. Санкт-Петербург:

1.

ГМА им. Макарова, 2011.

Лобастов В.М. Электронная картографическая система "dKart Navigator":Учеб. пособие. Владивосток: МГУ 2.

им. адм. Г.И. Невельского, 2004. 80 с.

Гагарский Д.А. Электронные картографические системы в современном судовождении. – Санкт-Петербург:

3.

ГМА им. Макарова, 2007. 91 с.

М.К.Ваганов Круизные катера Байкала: Доклад. Иркутск, 2007.

4.

М.К.Ваганов, С.А.Полынцев Крейсерские парусные яхты Байкала: Доклад. Иркутск, 2007.

5.

Стандарт IEC 62376(2010) Морская навигация и радиокоммуникационное оборудование и системы. Системы 6.

электронных карт. Требования к эксплуатационным характеристикам, методы испытания и требуемые резуль таты испытания, 2010. 40 с.

А.В.Паршин, В.А.Мельников, О.И. Демина, Е.А.Руш // Вестник ИрГТУ, 2012, № 1.

7.

Ar/39Ar ИЗОТОПНЫЙ ВОЗРАСТ ГРАНУЛИТОВ П-ОВА СВЯТОЙ НОС (ЗАБАЙКАЛЬЕ) И ПРОБЛЕМА ЕГО ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ Е.И. Михеев1,2, Д.С. Юдин2, А.В. Малышев Новосибирский государственный университет, mikheev@igm.nsc.ru Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, dsyudin@gmail.com Геологический институт СО РАН, gin@gin.bscnet.ru Изучение тектонической позиции, вещественного состава и возраста глубокометаморфизованных пород и ассоциирующих с ними магматических комплексов, формирование которых происходило на глубинных уровнях земной коры, является одной из фундаментальных задач геологии, петрологии и геохимии.

В этом отношении ключевое значение имеют гранулитовые комплексы фанерозойского возраста, изучение которых позволяет реконструировать геодинамические обстановки формирования, существо вавшие в ходе аккреционно-коллизионных процессов и роста континентальной коры [1,2].

В качестве объектов выбраны гранулитовые комплексы п-ова Святой Нос, которые, вероятнее все го, представляют собой наиболее глубокометаморфизованные фрагменты раннекаледонской аккрецион но-коллизионной системы Прибайкалья [3].

ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ГРАНУЛИТОВ П-ОВА СВЯТОЙ НОС Метаморфические породы п-ова Святой Нос (Забайкалье) представлены чередованием пачек, с одной стороны, основных гнейсов, а с другой – триады графитовых мраморов, диопсидовых плагиос ланцев с подчиненными пластами кварцитов. Гнейсовые пачки преобладают в южной и северной частях полуострова, а кварцито-сланцево-карбонатные – в средней его части (рис. 1).

Метаморфические породы прорываются гранитоидами баргузинского комплекса Ангаро Витимского батолита (280-298 млн. лет) [3, 4]. Толщи клинопироксен-амфиболовых гнейсов имеют се веро-восточное простирание и крутое падение на северо-запад. Специфической особенностью является развитие зон мраморного меланжа с включениями метабазитов и метадиоритоидов. Метаморфическая толща основных гнейсов насыщена многочисленными жилами гранатсодержащих калиевых гранитов (святоноситов) и инъекционными жилами гранит-пегматитов.

Наиболее распространенными породами в гранулитовом комплексе п-ова Святой Нос являются Grt-Bt Amp, Bt-Grt-Scp-CPx-Amp и Grt-Amp-Bt-Cpx гнейсы. Это среднезернистые, слаборассланцованные по роды, имеющие гранобластовую структуру. Акцессорные минералы представлены магнетитом и сфе ном. Вторичные изменения в этих породах не наблюдаются. Рассматриваемые гнейсы характеризуются пониженной щелочностью и относятся к нормальному ряду магматических пород. В системе «сумма щелочей-FeO-MgO» составы пород отвечают известково-щелочной серии, что предполагает в качестве протолита вулканические породы островодужного генезиса. Особенности редкоэлементного состава пи роксен-амфиболовых гнейсов отражены на спектре распределения редких и редкоземельных элементов (рис. 2) и не противоречат выводу о метавулканической природе гранулитов. Спектры характеризуются слабым отрицательным наклоном, свидетельствующим об обогащении легкими лантаноидами относи тельно тяжелых. Также характерно наличие положительной европиевой аномалии, и в одном случае – отрицательной. На спайдер-диаграмме выделяются отрицательные аномалии по содержаниям Th, Nb и Ti [5].

Рис. 1. Геологическая схема п-ова Святой Нос, составленная на основе государственных геологических карт мас штаба 1:200000, с изменениями и дополнениями авторов.

Условные обозначения: 1 – гнейсово-сланцевая толща;

2 – кварцит-сланцево-мраморная толща;

3 – биотитовые гнейсограниты и синметаморфические граниты;

4 – разрывные нарушения. Точки – места отбора проб и их номера с координатами. На врезке (слева вверху) показан район экспедиционных работ. На фото – геологическое обнаже ние основных гнейсов, интрудированных жилами калиевых гранатсодержащих гранитов (т.н. СН-1-09).

Рис. 2. Состав основных гнейсов п-ова Святой Нос на спектрах распределения редкоземельных и редких элемен тов.

AR/AR ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ ГРАНУЛИТОВ Минералы для 40Ar/39Ar изотопно-геохронологических исследований (биотит, амфибол) вы делялись с использованием стандартных методик магнитной и плотностной сепарации. Навески мине ральных фракций совместно с навесками биотита МСА-11 (ОСО № 129-88), используемого в качестве монитора, заворачивались в алюминиевую фольгу, помещались в кварцевую ампулу и после откачки из нее воздуха запаивались. Биотит МСА-11, подготовленный ВИМС в 1988 году как стандартный K/Ar образец, был аттестован в качестве 40Ar/39Ar монитора с помощью международных стандартных образ цов мусковита Bern 4m, биотита LP-6. В качестве интегрального возраста биотита МСА-11 принято среднее результатов калибровки, составившее 311.0 ± 1.5 млн. лет. Кварцевые ампулы с пробами облу чались в кадмированном канале научного реактора ВВР-К типа при Томском политехническом универ ситете. Градиент нейтронного потока не превышал 0,5% в размере образца. Эксперименты по ступенча тому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по 40Ar (10 мин при 1200°С) не превышал 5 10-10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощью Ti- и ZrAl SAES-геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы Мик ромасс (Англия). Ошибки измерений, приведенные в тексте, в таблицах и на рисунках, соответствуют интервалу ± 1.

Таблица 1.

Составы Bt и Amp основных гнейсов п-ова Святой Нос.

№ обр. СН-1/2а-09 СН-1/5- Bt Amp Bt Amp SiO2 36,71 44,00 36,79 44, TiO2 5,30 1,96 5,45 1, Al2O3 15,56 11,57 14,62 11, н.о. н.о.

Cr2O3 0,11 0, FeO 17,00 15,05 17,94 14, MnO 0,02 0,19 0,04 0, MgO 11,50 10,44 11,72 10, CaO - 11,00 0,01 11, Na2O 0,12 1,34 0,10 1, K2O 9,32 1,17 9,38 1, BaO 0,37 0,02 0,44 Total 95,90 96,74 96,59 96, Рис. 3. Спектры Ar-Ar изотопного возраста основных гнейсов п-ов Святой Нос для обазцов СН-1/5-09 и СН-1/2а- (N53°48.673';

E109°04.120'). Авторы проб: Е.И. Михеев, Д.С. Юдин (ИГМ СО РАН), А.В. Малышев (ГИН СО РАН). Аналитики: А.В. Травин, Д.С. Юдин (ИГМ СО РАН).

Для 40Ar/39Ar исследований были отобраны биотиты и амфиболы из клинопироксен-амфиболовых гнейсов (обр. СН-1/5-09, СН-1/2а-09). GPS-координаты отбора образцов показаны на рис. 1. Составы Bt и Amph из исследуемых образцов приведены в табл. 1.

В 40Ar/39Ar спектре амфибола из образца СН-1/5-09 выделяется два участка: один – с возрастом 263.7±2.4 млн лет (рис. 3), соответствующий 50% выделенного 39Ar, и второй – 251.9±2.5 млн лет, соот ветствующий 32% выделенного 39Ar. В возрастном спектре биотита из образца СН-1/5-09 выделяется плато с возрастом 182.7±1.6 млн. лет, соответствующее 98% выделенного 39Ar.

В 40Ar/39Ar спектре амфибола из образца СН-1/2а-09 выделяется плато с возрастом 250.2±2.2 млн лет, соответствующее 95% выделенного 39Ar. В спектре биотита из этого же образца наблюдается плато с возрастом 168.8±1.6 млн. лет, которое соответствует 65% выделенного 39Ar.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ Детальные петрологические и геохимические исследования гранулитов в Чернорудской зоне Оль хонского региона и п-ова Святой Нос свидетельствуют о близости геологического строения, веществен ного состава и PT-параметров метаморфизма (табл. 2). Впервые на проблему их корреляции было обра щено внимание В.А. Макрыгиной и др. [3]. Первые результаты Ar-Ar изотопного датирования по Bt и Amph из гранулитов п-ова Святой Нос дали неожиданный результат (рис. 4). Изначально предполага лось, что можно ожидать переустановку K-Ar изотопной системы в Amph и Bt, подвергшихся тепловому воздействию со стороны Ангаро-Витимского батолита, однако они оказались существенно моложе (270 170 млн. лет, см. рис 4). В сравнении с результатами Ar-Ar изотопного датирования гранулитов Ольхон ского региона [6-8], которые укладываются в закономерные термохронологические тренды, на п-ове Святой Нос отмечается более молодой тепловой пик, формирование которого, вероятнее всего, необхо димо связывать с мезозойской тектонической активизацией Байкальского региона. Для окончательного решения этого вопроса необходимо проведение U-Pb изотопного датирования главных петротипических разностей магматических и метаморфических комплексов п-ова Святой Нос.

Таблица 2.

Корреляция структурно-геологических, минералого-петрографических и петрогеохимических признаков гранули товых комплексов и ассоциирующих с ними метасоматических и магматических пород Ольхонского региона и п ова Святой Нос.

Признаки (критерии) Приольхонье и о-в Ольхон п-ов Святой Нос Основные гнейсы, графитовые мрамора, кварциты, параавтохтонные и инъекци 1 Ассоциация пород онные жилы гранитов и пегматитов.

Мраморный меланж, состоящий из карбонатного матрикса, метабазитовых будин 2 Структурные индикаторы и включений.

Габбро-пироксенитовые синметамор- Будины и включения в мраморном Синметаморфический базитовый фические тела (Черноруд и др.), будины и меланже. Крупные тела габбро магматизм включения в мраморном меланже. пироксенитов отсутствуют.

Скарноиды на контактах базитовых тел и мраморов. Широко развиты в Ольхон 4 Метасоматические породы ском регионе и на п-ове Святой Нос.

Opx+Cpx+Grt±Ttn±Scp гнейсы. Grt-Amp-Bt-Cpx, Grt-Bt-Amp, Bt Протолит: T = 624 ± 11 млн. лет. Гра- Grt-Scp-Cpx-Amp гнейсы.

5 Петрография основных гнейсов нулитовый метаморфизм: Т = 495 ± 5 млн.

лет, U-Pb (Zrn), Ar-Ar (Amp).

Bt характеризуется высокими концентрациями титана и бария.

Составы метаморфического био TiO2 = 4.8 – 5.8 масс.%, TiO2 = 4.8 – 5.5 масс.%, тита BaO = 0.011 – 0.013 масс.%. BaO = 0.011 – 0.013 масс.%.

Составы метаморфического ам- Амфибол характеризуется высоким содержанием чермакитового минала.

фибола P = 6.2 – 7.2 кбар, T = 705 – 745 оС.

8 PT-параметры метаморфизма P = 7.7 – 8.6 кбар, T = 770 – 820 °C.

Петрогеохимия основных гней- Протолит основных гнейсов (T = 624 ± 11 млн. лет) отвечает толеитовым базаль сов там задуговых бассейнов (дискриминационные диаграммы TAS, AFM, Y-Zr).

Синметаморфический гранитны Гиперстеновые плагиограниты, T = 496 ± 3 Не обнаружены.

гранулитовой фации млн. лет, U-Pb (Zrn).

Калиевые Bt (±Grt) граниты шаранурского Калиевые гранатсодержащие грани Синметаморфические калиевые комплекса. ты.

граниты (диафторез гранулитов) T = 470 – 460 млн. лет, U-Pb (Zrn).

Работа выполнена при финансовой поддержке ОНЗ-10.3.

За помощь в организации экспедиционных работ на п-ове Святой Нос и обсуждение научных про блем авторы выражают искреннюю благодарность Д.А. Орсоеву (ГИН СО РАН, Улан-Удэ) и А.С. Ме хоношину (ИГХ СО РАН, Иркутск).

Добрецов Н.Л. Глобальные петрологические процессы. М.: Недра. 1981. 236 с.

1.

Розен О.М., Федоровский В.С. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, 2.

палеозойских и протерозойских коллизионных систем). М.: Научный мир. 2001. 188с.

Макрыгина В.А., Петрова З.И., Конева А.А., Суворова Л.Ф. Состав, PT-параметры и метасоматические преоб 3.

разования основных сланцев п-ва Святой Нос (Прибайкалье) // Геохимия, 2008, № 2. С. 167-182.

Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г., Ларионов А.Н., Посохов В.Ф., Цыренов Б.Ц., Хромов А.А., Сер 4.

геев С.А. Источники магм и этапы становления позднепалеозойских гранитоидов Западного Забайкалья // Гео логия и геофизика, 2007, Т. 48, № 1. С. 156-180.

Михеев Е.И. Корреляция раннекаледонских гранулитовых комплексов Прибайкалья (на примере Приольхонья 5.

и п-ова Святой Нос) // Материалы XLIX международной научной студенческой конференции «Студент и на учно-технический прогресс». Новосибирск, 2011.

Волкова Н.И., Травин А.В., Юдин Д.С., Хромых С.В., Мехоношин А.С., Владимиров А.Г. Первые результаты 6.

40Ar/39Ar-датирования метаморфических пород Ольхонского региона (Западное Прибайкалье) // ДАН, 2008, Т. 420, № 4. С. 512-515.

Травин А.В., Юдин Д.С., Владимиров А.Г., Хромых С.В., Волкова Н.И., Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б.

7.

Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) // Геохимия, 2009, № 11, С. 1181-1199.

Владимиров А.Г., Волкова Н.И., Мехоношин А.С. Травин А.В., Владимиров В.Г., Хромых С.В., Юдин Д.С., 8.

Колотилина Т.Б. Геодинамическая модель ранних каледонид Ольхонского региона (Западное Прибайкалье) // ДАН, 2011, Т. 435, № 6. С. 1-7.

КОЛЛЕКЦИЯ Ф.П. КРЕНДЕЛЕВА В СОБРАНИИ МУЗЕЯ БНЦ СО РАН А.Е. Мурзинцева Музей БНЦ СО РАН, Улан-Удэ, Россия, muzeybsc@yandex.ru Федор Петрович Кренделев – один из людей, роль которых в истории Музея Бурятского научного центра СО РАН можно назвать решающей. Он принял самое непосредственное участие в становлении Музея, в развитии его собрания, оформлении экспозиции, утверждении официального статуса.

Решение о создании музея при Отделе геологии Бурятского филиала СО АН СССР было принято Ученым советом Отдела в 1969 г. Однако без постоянного штата, на «общественных началах», органи зационный период сильно затянулся. Только в 1974 г., после образования Геологического института с Федором Петровичем во главе, началось документальное оформление музейного собрания, подготовка экспозиции. В 1977 г. по представлению Ф.П.Кренделева и М.В. Мохосоева вышло постановление Пре зидиума СО АН СССР, об учреждении при Бурятском геологическом институте академического мине ралогического музея. Позднее, в 1989 г. он вошел в объединенный Музей Бурятского научного центра. апреля 1978 г. состоялось открытие экспозиции, которая разместилась в подвале института (ныне – ла бораторный корпус по ул. Павлова, 2).

Авторами первой экспозиции стали практически все сотрудники института. В ее Тематико экспозиционном плане Ф.П. Кренделев значится как исполнитель сразу нескольких разделов [1]. Это «Минералогия Забайкалья и сопредельных территорий (МНР, Иркутская обл.)» - совместно с Г.С. Рип пом, М.И. Швадусом, Ю.Ч. Очировым, М.Ф. Труневой, Ц.-Д.Г. Тумуровой, А.Г. Мироновым, М.Б.

Френкелем. В нескольких витринах были выставлены коллекции минералов на классификационной ос нове А.Г. Бетехтина. В современной экспозиции Музея БНЦ он трансформировался в раздел «Классиче ская минералогия». Индивидуально Кренделевым были подготовлены еще два раздела. «Рудоносные конгломераты», проиллюстрированные геологической картой и разрезом м-я Витватерсранд и «Минера лы тибетской медицины», в котором демонстрировалась коллекция минералов и пород, применяемых в древней тибетской медицине и современной фармакопее;

минеральное сырье и полученные из него со временные препараты. Сегодня эта тема является частью отдельной экспозиции «Тибетская медицина:

история и современность». Информация о необычных свойствах минералов, минералогических знаниях у древних народов была своеобразным хобби Федора Петровича.

Всего в экспозиции было задействовано 1440 геологических образцов, учетная информация о ко торых хранилась в «Инвентарной книге музейных экспонатов». Первой коллекцией, занесенной в Ин вентарную книгу, были «Ураноносные конгломераты мира» Ф.П. Кренделева. Всего в собрании Музея БНЦ 119 единиц хранения этого автора [2]. География собрания охватывает весь «Старый свет» - Азию, Европу и Африку.

Наибольшее число образцов (37 ед.хр.) относится к Забайкальскому краю – Балейскому рудному полю, Удоканскому месторождению меди. Строение и разведка последнего было темой кандидатской диссертации Кренделева;

с 1973 года он координировал программу «Медные руды Удокана». В апреле 1978 года Федор Петрович передал в Музей образец чароита с г. Мурун Читинской области, только что утвержденного нового минерала.

Образцы с территории Бурятии (15 ед.хр.) – включают в себя вулканогенные породы Джиды и Тункинской долины, травертины курорта Аршан, ильменит-магнетитовый песок и адуляровый кальци фир с побережья Байкала. Исторический интерес представляет образец гранито-гнейса из шахты стро ившегося в 1970-е годы Байкальского тоннеля ( Ф.П. Кренделев был награжден медалью «За строитель ство Байкало-Амурской магистрали»). В группу входят руды редкометалльных месторождений (Холто сон, Первомайское, Ермаковское), дополнением которым служат образцы оптического и оконного стек ла, изготовленные из кварцитов Черемшанского месторождения. Такой подход хорошо иллюстрирует девиз музея того времени: «Собрание камня служит источником информации по самому различному его использованию» [1].

К Восточной Сибири также относятся руды и породы Иркутской области (5 ед.хр.) и Якутии ( ед.хр.). Образцы рудоносных конгломератов Красноярского края (7 ед.хр.) представляют материалы докторской диссертации Кренделева «Кларки радиоактивных элементов в докембрийских породах Ени сейского кряжа».

Другие территории бывшей СССР в коллекции Ф.П. Кренделева представлены неравномерно. В их числе руды дальневосточных Солнечного месторождения алюминия и Агинского месторождения зо лота (9 ед.хр.);

образцы самородной меди и тантало-ниобиевых конгломератов Урала (5 ед.хр.);

рудные конгломераты Курской магнитной аномалии (2 ед.хр.);

минералы Кольского полуострова (2 ед.хр.);

об разцы с Тырныаузского месторождения вольфрамово-молибденовых руд на Кавказе (11 ед.хр.). Не сколько образцов привезены из Средней Азии: полиметаллические туфоконгломераты м-я Тутлы (Узбе кистан) и самородная сера из пустыни Каракум (Туркмения).

Особый интерес для своего времени представляют коллекционные материалы из-за пределов Со ветского Союза. С 1950 по 1956 годы Федор Петрович работал в Народной Республике Болгария, снача ла рудничным геологом, а затем главным геологом Отдела перспективной разведки Загранпредприятия.

В собрании Музея БНЦ хранятся привезенные им из Болгарии образцы вюртцита, а также 9 образцов руд месторождений Чехословакии. Это кварц-сульфидная руда м-я Банска-Штявница, полиметалличе ские ртутьсодержащие руды м-я Рудняны, мышьяковистые и сурьмяные руды м-я Дубрава, касситерит арсенопирит-лёллингитовая руда м-я Медведов Поток, и кварц-касситеритовая руда проявления Дылга Долина, а также литографский камень из м-я Золинген.

Украшением «коллекции конгломератов мира» служат эталонные образцы Витватерсранда – крупнейшего в мире месторождения золота. Это пирит-пирротиновый золотоносный конгломерат из горизонта Доминион-Риф и уран-золотоносный конгломерат из горизонта Блэк-Риф.

Необходимо отметить, что в музейные инвентарные книги этого периода вносились помимо пред метов основного фонда и научно-вспомогательные материалы, и поступившие на временное хранение.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.